Przegląd Geologiczny, vol. 47, nr 5, 1999
o
zróżnicowaniupokrywy
plejstoceńskiejnad wybranymi formami tektoniki
salinarnej
północno-zachodniejPolski
Marcin Kurzawa
*
Budowa kompleksu plejstoceńskiego i jego podłoża jest inna nad strukturami solnymi (i obszarami nagromadzeń cechsztyńskich soli)
niż nad formami synklinalnymi permo-mezozoiku (i obszarami wyciśnięcia soli). Nad perm o-mezozoicznymi formami synklinalnymi i niektórymi dyslokacjami w powierzchni podczwartorzędowej występują depresje. Wypełniająje osady plejstoceńskie o miąższości przekraczającej 200 m i profilu stratygraficznym zawierającym 7-9 poziomów glin zwałowych. Są to gliny zlodowaceń narwi, nidy, sanu, odry, warty, wisły. Ponad strukturami solnymi występują elewacje podłoża czwartorzędu, a pokrywa plejstoceńska ma
zredukowaną miąższość i profil stratygraficzny w relacji z obszarami synklin. Profil plejstocenu zawiera tam tylko 3-4 poziomy glin,
należących do zlodowaceń odry, warty i wisły. Serie osadów akumulacji wodnej, najpełniej wykształcone w obrębie "synklinalnych" depresji podłoża, wyklinowują się lub mają zredukowaną miąższość nad strukturami solnymi. W pokrywie plejstoceńskiej nad strukturami solnymi dominują gliny zwałowe. Takie zróżnicowanie pokrywy plejstoceńskiej autor zinterpretował jako rezultat ruchów
wznoszących struktur salinarnych, a co za tym idzie jako przesłankę trwania w plejstocenie migracji mas solnych.
Słowa kluczowe: pokrywa plejstoceńska, struktury solne, stratygrafia plejstocenu, tektonika salinarna, neotektonika, NW Polska
Marcin Kurzawa - Differentiation ofPleistocene cover over selected salt tectonic forms in NW Poland. Prz. Geol., 47: 489-498.
Su m m ary. Construction ofPleistocene complex and its basement is different in areas over salt structures (and zones ofZechstein salt accumulations) in relation to this observed in areas located over Permo-Mesozoic synclines (and zones ofsalts extraction). Over ana-lysed Permo-Mesozoic synclines and dislocation zones extensive depressions of sub-Quaternary surface were formed. These depres-sions are filled up by Pleistocene sediments, in som e places more than 200 m thick, and which usually contain 7-9 glacial tilllayers.
Lithostratigraphic drill core analysis conductedfor Detailed Geological Map ofPoland allowed to determine mentioned tilllayers as deposits of Narewian, Nidanian, Sanian, Odranian, Wartanian and Vistulian glaciations. In areas over salt structures (anticlines with salt core inside) we can observe sub-Quaternary surface elevations. Pleistocene cover thickness and stratigraphic profile is distinctly reduced there, in relation to synclinal areas. In most such places, Pleistocene profile contains only 3-4 glacial tilllayers, which belong to Odranian, Wartanian and Vistulian glaciations. Water deposited sediments series are best developed within "synclinal" Quaternary substratum depressions. Sandy-gravel, mud and clay series disappear or show thickness reduction over salt structures, where glacial tills become the main component of Pleistocene cover. The described construction differentiation of Pleistocene cover was interpreted as a result of salt structures uplijt, and as a premise ofZechstein salts migration, during Pleistocene period.
Key words: Pleistocene cover, salt structures, Pleistocene stratigraphy, salt tectonics, neotectonics, NW Poland
Tematem artykułu jest zróżnicowanie cech pokrywy plejstoceńskiej leżącej nad formami fałdowymi tektoniki salinarnej. Rozpatrywane cechy pokrywy plejstoceńskiej to: odkształcenia podłoża i warstw osadów plejstocenu, miąższość wykształcenie facjalne i profil stratygraficzny. Przedmiotem zainteresowania jest zmienność tych cech kompleksu plejstoceńskiego, w obszarach nad strefami spęcznień cechsztyńskich soli w relacji z obszarami nad strefami ich wyciśnięcia. Chodzi tu o kontrasty widoczne między obszarami nad strukturami solnymi (wypukłymi formami fałdowymi z ciałem solnym w jądrze) i obszarami nad formami synklinalnymi permo-mezozoiku. Posługując się danymi z około 1100 archiwalnych profili wierceń, budowę pokrywy plejstoceńskiej przeanalizowano pod kątem istnienia takich kontrastów. Analizę tę przeprowadzo-no w obszarach nad 25 strukturami salinarnymi i towa-rzyszącymi im synklinami. Budowę ich pokrywy kenozoicznej, a plejstoceńskiej w szególności, autor przed-stawił na mapach miąższości i mapach ukształtowania powierzchni strukturalnych oraz na sieci 50 skorelowa-nych ze sobą przekrojów geologicznych. Dokumentacja przedstawionych w artykule wyników obserwacji pocho-dzi z opracowań Kurzawy (1994, 1996, 1998a, w redakcji). Lokalizację i nazwy poszczególnych form tektoniki solnej (ryc. l, 3a) przyjęto za Dadlezem (1979), Wroniczem (1988a,), Peteckim i Jóźwiakiem (199la, b). Zmieniono
*Państwowy Instytut Geologiczny, Oddział Pomorski, 71-602 Szczecin, ul. Storrady l
nazwy tylko 5 struktur solnych, struktury Goleniowa na strukturę Zielonczyna, Żabicka na Pełczyc, Radęcina na Pławna, Swobnicy na Bania, Suliszewa na Recza. Zmian dokonano tak by nazwa struktury odpowiadała nazwie naj-bliższej jej większej miejscowości. Formom synklinalnym, nie nazwanym w dotychczasowych publikacjach, nadano nazwy rzek.
Zróżnicowanie pokrywy plejstoceńskiej form tektoniki salinarnej opisywanego obszaru było omawiane lub sygnalizo-wane przez Kowalską (1960), Schoeneicha (1962a, b), Kop-czyńską-Larnparską (1979), Dobrackiego (1980, 1982), Piotrowskiego (1981, 1991, 1996, 1998), Kurzawę (199la, b; 1993, l 998b, c), Kurzawę i Schiewe (1998), Markiewicza i Piotrowskiego (1998). Zagadnienie to, ilustrowane przykłada mi ze środkowej Polski, było poruszane w pracach Poborskie-go (1951), Znoski (1969), LiszkowskiePoborskie-go i Wójcika (1969), Baranieckiej (1975, 1980), Niewiarowskiego (1983).
Zróżnicowanie ukształtowania powierzchni podczwartorzędowej
W obszarach nad 23 spośród 25 analizowanych struk-tur solnych występują elewacje w powierzchni podczwar-torzędowej. W przypadku czternastu struktur solnych dane wiertnicze wykazały, że występujące nad nimi elewacje podłoża czwartorzędu korelują się ze współkształtnymi elewacjami stropu mezozoiku. Chodzi tu o struktury: Nowego Warpna, Szczecina, Krakówka, Gryfina, Chabo-wa, Maszewa-MarianoChabo-wa, Grzęzna-Woświna, 'Drawna, Choszczna, Pławna, Pełczyc, Myśliborza, Recza, Bania.
Ryc. 1. Lokalizacja struktur salinarnych (wg Dadleza, 1979;
Wronicza, 1988a, b; Peteckiego & Jóźwiaka, 1991a, b); 1
-Nowego Warpna, 2- Zielonczyna, 3 - Krakówka, 4 - Nowo-gardu, 5 - Ostrzycy, 6 - Grzęzna-Woświna, 7 - Maszewa-Maria-nowa, 8 - Szczecina, 9 - Drawna, 10 - Recza, 11- Choszczna, 12 - Chabowa, 13 - Gryfina, 14 - Widuchowej , 15 - Bania, 16 - Lipian, 17 - Chojny, 18 - Cedyni, 19 - Czelina, 20 -Dębna, 21 - Myśliborza, 22 - Karska, 23 - Pełczyc, 24
-Pławna, 25 - Drezdenka
Fig. 1. Location of salt structures (after Dadlez, 1979; Wronicz 1988a, b; Petecki & Jóźwiak, 1991 a,b); l-Nowe Warpno, 2
-Zie1onczyn, 3 - Krakówek, 4 - Nowogard, 5 - Ostrzyca, 6 -Grzęzno-Woświno, 7 - Maszewo-Marianowo, 8 - Szczecin, 9
- Drawno, 10 - Recz, 11 - Choszczno, 12 - Chabowo, 13
-Gryfino, 14 - Widuchowa, 15 - Banie, 16 - Lipiany, 17
-Chojna, 18 - Cedynia, 19- Czelino, 20-Dębno, 21-Myśli bórz, 22 - Karsk, 23 - Pełczyce, 24 - Pławno, 25- Drezdenko
Ponad ośmioma dalszymi strukturami solnymi stwierdzo-no obecność elewacji podłoża czwartorzędu, lecz brak tam danych wiertniczych o uksztahowaniu stropu mezozo-iku. Dotyczy to struktur solnych: Cedyni, Lipian, Widu-chowej, Karska, Czelina, Chojny, Drezdenka, Dębna. Omawiane 23 elewacje podłoża czwartorzędu wykazują zbieżność lokalizacyjną z elewacjami w poziomach sej-smicznych oraz ujemnymi anomaliami grawimetrycznymi, wyznaczającymi zarysy antyklin, brachyantyklin i kopuł kompleksu permomezozoicznego. Wymienione przypadki zbieżności widać przy porównaniu (ryc. 2) map uksztahowa-nia poziomów sejsmicznych czy map anomalii grawime-trycznych (Wronicz, 1988 a, b; Petecki & Jóźwiak, 1991a, b) z mapą ukształtowania powierzchni stropowej mezozo-iku i mapą ukształtowania powierzchni podczwartorzędo wej (Kurzawa, 1998a).
Brak wyraźnie wykształconych wzniesień powierzchni podczwartorzędowej stwierdzono nad dwiema strukturami solnymi, Nowogardu i Ostrzycy. Jednak, poza fragmenta-rycznymi opisami profili głębokich otworów surowco-wych nie ma odpowiednich danych wiertniczych o pokrywie plejstoceńskiej tych struktur.
Za fałdową naturą i halotektoniczną genezą opisywa-nych elewacji podłoża czwartorzędu nad strukturami sol-nymi, przemawia ich budowa wewnętrzna przedstawiona na opracowanych przez autora mapach geologicznych ścię cia poziomego. Na mapach tych widać, że na ścinających owe elewacje powierzchniach, odwzorowuje się obraz typo-wy dla przecinanych poziomo antyklin. Na kolejnych pozio-mach ścięcia obserwujemy, iż w środku tych form występują elipsoidalne wychodnie kredy, otoczone elipsoidalnymi "odwódkami" wychodni trzeciorzędu, które są zatopione w osadach czwartorzędowych (ryc. 3).
Natomiast w obszarach nad 10 analizowanymi formami synklinalnymi permo-mezozoiku (i nad strefami wyciśnię cia cechsztyńskich soli) w powierzchni podczwartorzędo wej występują rozległe depresje. Depresje te są zbieżne z depresjami w poziomach sejsmicznych permo-mezozoiku, oraz z depresjami w powierzchni stropowej mezozoiku (ryc. 2). Różnice wysokości położenia powierzchni podczwarto-rzędowej w obszarach nad strukturami solnymi i sąsiednimi obszarami synklinalnymi sięgają 100-150 m (ryc. 4-7), a miejscami przekraczają 200 m.
Tak więc nad zlokalizowanymi metodami sejsmiczną i grawimetryczną strefami wyciśnięcia i spęcznień soli (Wronicz, 1988a, b; Petecki & Jóźwiak, 1991a, b), zazna-cza się zbieżność lokalizacyjna wypukłych i wklęsłych deformacji kilku różnowiekowych powierzchni struktural-nych. Za kolejną generację tych odkształceń można uznać omawiane elewacje podłoża czwartorzędu. Odkształcenia te autor traktuje jako deformacje spągu osadów plejstoce-ńskich, powstałe w rezultacie migracji mas solnych i plej-stoceńskiego wznoszenia struktur salinarnych. Za taką interpretacją przemawiają anomalie wykształcenia pokry-wy plejstoceńskiej nad tymi elewacjami i depresjami. W obszarach nad strukturami solnymi pokrywa plejstoceńska uległa redukcji. Redukcja ta przejawia się zmniejszeniem miąższości i zubożeniem profilu stratygraficznego, w rela-cji z obszarami nad depresjami powierzchni podczwartorzę dowej, zbieżnymi z formami synklinalnymi iniektórymi dyslokacjami (ryc. 4-7).
Zróżnicowanie miąższości osadów plejstocenu Istnienie zdecydowanych, lokalnych minimów miąższo ści osadów plejstoceńskich stwierdzono w profilach otwo-rów, nad 23 wymienionymi wcześniej strukturami solnymi. Minimalne miąższości plejstocenu nad poszczególnymi wzniesieniami podłoża czwartorzędu, powstałymi ponad strukturami salinarnymi, wynoszą od 8 do 83 m. Utwory plejstoceńskie wypełniające depresje podłoża czwartorzę du utworzone nad synklinami i fragmentami dyslokacji mają dużo większą miąższość, przekraczającą w ich środ kowych partiach 120-150 m. Wartość maksymalną, 237m, odnotowano w brachysynklinie Gunicy, w profilu otworu kartograficznego PIG Przęsocin (Piotrowski, 1982). Zróż nicowanie grubości pokrywy plejstoceńskiej między obszarami struktur solnych w porównaniu z sąsiednimi obszarami synklinalnymi wynosi z reguły 100-150 m. W niektórych sytuacjach przekracza 200 m.
Na przykład, ostre kontrasty miąższości plejstocenu zaznaczają się pomiędzy obszarem synkliny lny i obszara-mi nad strukturaobszara-mi solnyobszara-mi Chabowa (ryc. 5), Masze-wa-Marianowa (ryc. 6), Gryfina (ryc. 7). Duże różnice miąższości osadów plejstoceńskich widać między obsza -rem nad kopułą Krakówka i środkowymi partiami brachy -synklin Gunicy i Stepnicy (ryc. 4).
synklina lny
A
o
10km L ' _ _ _ _ _ --',~~
6 149 100 .>121 C--50~ ~Przegląd Geologiczny, vol. 47, nr 5, 1999
Ryc. 2. Zestawienie map ukształtowania powierzchni strukturalnych i map miąższości owych dla obszaru synkliny lny, antykliny (struktury solnej) Maszewa-Marianowa, synkliny Okry. A - układ elementów strukturalnych naszkicowany na podstawie prac Dad-leza (1979) oraz Wronicza (1988a, b), B - mapa sejsmiczna strukturalna; izobaty poziomu sejsmicznego w obrębie triasu, pstrego piaskowca według Wronicza (1988b); wartości podane w metrach, C - mapa miąższości osadów trzeciorzędu, wartości podane w metrach, D - mapa ukształtowania powierzchni stropowej mezozoiku, rzędna podana w metrach n.p. m., E - mapa miąższości osa-dów czwartorzędu, wartości podane w metrach, F - mapa ukształtowania powierzchni podczwartorzędowej, rzędna podana w metrach n.p.m.
Fig. 2. Setting of structural surfaces topographic maps and thickness maps for area ofIna syncline, Maszewo-Marianowo antycline (salt structure), Okra syncline. A - configuration of structural elements sketched according to Dadlez (1979) and Wronicz (1988a). B - seismic-structural map; isobathes of seismic horizon within Triasic, Buntsandstein, according to Wronicz (1988b); values given in meters, C - thickness map ofTertiary deposits, values given in meters, D - topographic map of Mesozoic roof surface, datum given in meters o.s. l., E - thickness map ofQuatemary deposits, values given in meters, F - topographic map of sub-Quatemary surface, datum given in meters a.s.l.
Według analogicznego schematu jest zróżnicowana
również miąższość osadów trzeciorzędowych. Pomijając
nieliczne wyjątki, lokalne minima grubości pokrywy
trze-ciorzędowej występują nad grzbietami struktur salinar
-nych, a maksima w obrębie form synklinalnych (ryc. 2,
4-7). Zachodzi tu więc zbieżność przestrzennych rozkładów
miąższości osadów trzeciorzędu i czwartorzędu (w tym
E M C Y E M C y
~Oi
u
•
er
l
~ . ...!~l:..cz~~ N J E M C YI
OSZ .NOI
.~
_____ ....Trn~~~
Ryc.5 ~ Ryc.5 linie przekrojów geologicznych . "'-ł cross-sections lines
zarysy struktur solnych
salt structures shapes
I O I
Q
czwartorzęd ~ QuaternaryL
T
J
trzeciorzęd ~r TertiaryIC=I
kreda L_~ CretaceousI
MZ
I
mezozoik nierozdzielony~ Mesozoic not divided
o
25kmL I _ _ _ __ - - - "
Ryc. 3. Budowa wewnętrzna pokrywy kenozoicznej przedstawiona na geologicznych mapach ścięcia poziomego. A - lokalizacja elementów strukturalnych przedstawionych na mapach geologicznych ścięcia poziomego (ryc. 3B, C) i przekrojach geologicznych (ryc. 4-7). Położenie elementów strukturalnych przyjęto z prac Dadleza (1979); Wronicza (1988a, b); Peteckiego & Jóżwiaka
(1991 a, b); B - mapa geologiczna ścięcia na poziomie 160 metrów p. p. m.; C- mapa geologiczna ścięcia na poziomie 100 metrów p.p.m.
Fig. 3. Intemai structure of Cenozoic cover presented on geological maps ofhorizontal cutting. A -location of structural elements presented on geological maps ofhorizontal cutting (Fig. 3 B, C) and geological cross-sections (Figs. 4~ 7). Positions of structural ele-ments after Dadlez (1979); Wronicz (1988a, b); Petecki & Jóźwiak (l991a, b); B - geological map ofhorizontal cutting on the piane 160 meters b. s. 1.; C - geological map ofhorizontal cutting on the piane 100 meters b. s. 1.
Zróżnicowanie profilu stratygraficznego osadów plejstocenu
Redukcji miąższości pokrywy plejstoceńskiej nad strukturami solnymi zwykle towarzyszy redukcja jej profilu
stratygraficznego, w relacji. z obszarami synklin. Wniosek ten wypływa z analizy wyników badań lito stratygraficznych
rdzeni 70 otworów, wykonanych na potrzeby arkuszy
Szcze-gółowej mapy geologicznej Polski w skali 1 : 50000. Profil
stratygraficzny plejstocenu jest wyrazme pełniej
wykształcony, w obszarach nad depresjami podłoża
czwar-torzędu, położonymi nad synklinami. W profilach
otwo-rów kartograficznych PIG opisano tam 7~8, miejscami 9
poziomów glin zwałowych. Są to gliny zlodowacenia narwi (występujące tylko miejscami), nidy (rzadko opisy-wane), sanu, odry, warty, wisły. Z bogatymi profilami plej-stocenu w obszarach nad formami synklinalnymi i fragmentami dyslokacji, kontrastują z reguły zredukowane profile plejstocenu nad grzbietami struktur solnych. Wyra-źna redukcja profilu stratygraficznego osadów pokrywy plejstoceńskiej zaznacza się w obszarach nad dziewiętna stoma spośród dwudziestu pięciu rozpatrywanych struktur salinarnych. Mowa o strukturach: Nowego Warpna, Szczeci-na, Gryfma, Krakówka, Maszewa-Marianowa, Grzęzna-Wo
świna, Recza, Choszczna, Chabowa, Lipian, Myśliborza,
NW
m n.p.m TRZEBIEŻ 40 Trzebież PIC 20 B3 POLICE B3Przegląd Geologiczny, vol. 47, nr 5, 1999
SE
LUBCZYNA KLINISKA m n.p.m. odrzańska równina 40 rzeczno-rozlewiskowa 20-20~Tf~~~~~~~~n1~~~~~~~~~~~1t~~~~~~~~~~~~:i:1~~~itt:o
~ ~ ~ ~ ~ ~ ~OO ~OO ~~ ~~-140
-140
~~ ~~-180
-180
-200
-200
-220
-220
~,
, ' -
~brachysynklina Gunicy kopuła Krakówka brachysynklina Stepnicy
(struktura solna)
o 10km
LI _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ ~I
holocen trzeciorzęd
Tertiary
. . otwór kartograficzny PIG
!!,!~~=ne piaski
I, l i osady organogeniczne
: sands
'----~ and organogenic sediments
~ porwaki skał trzeciorzędu V,jjjjjjJY rafts of Tertiary rocks
Trzeblez PIC opracowany litostratograficznie
®
cartographical boring ot Polish Geologicallnstitute/ with lithostratigraphical examinations
plejstocen Pleistocene
I
:·:;··::·:·;····
1
piaski i żwiry .: .. \':""\":.',. sands and gravelsI
I
mu/ki ~ ~ muds ~Iily ~Ic'ays ~"""'T~'li :
:
'
:
. ;
:
I gliny zwałowei
!
:
I , ;i;
Iglacialtills r=J~owce ~ claystones[J]]
'
węgiel brunatny brown coal kreda Cretaceousf~t~i5~
~:~e
E~-~-~
l~.L L wapienie limestones\
\
przypuszczalne uskoki hypothetical faultsRyc_ 4. Przekrój geologiczny przez pokrywę kenozoiczną nad układem elementów strukturalnych: brachysynklina Gunicy-kopuła (struktura solna) Krakówka - brachysynklina Stepnicy. Na odcinku przekroju pomiędzy miejscowościami Police i Święta wykorzy-stano interpretację budowy kenozoiku z pracy Piotrowskiego (1982); zlodowacenie wisły: B3-stadiał górny, B2-środkowy; BA-interglacjał eemski; W - zlodowacenie warty, stadiał środkowy; zlodowacenie odry: 02 - stadiał środkowy, 01- dolny; zlodowacenie sanu: S2 - stadiał górny, S l - dolny; N - zlodowacenie nidy; A - zlodowacenie narwi
Fig. 4. Geological cross-section cutting Cenozoic cover over configuration of structural elements: Gunica brachysync1ine-Krakówek dome (salt structure )-Stepnica brachysync1ine. In section between Police and Święta was used an interpretation ofCenozoic cover con-struction according to Piotrowski (1982); Vistulian glaciation: B3 -upper stadial, B2 - middle stadial; 13-4 -Eemian interglacial; Odranian glaciation: 02 - middle stadial, and Ol-lower stadial; N - Nidanian glaciation; A - Narewian glaciation
Widuchowej, Dębna. Nad elewacjami podłoża czwartorzędu,
leżącymi nad tymi strukturami solnymi, pokrywa
plejstoce-ńska zawiera najczęściej trzy lub cztery najwyższe poziomy
glin zwałowych. Na przekrojach (ryc. 4-7), opracowanych na podstawie wierceń kartograficznych PlG, stwierdzono że, poziomy glin należą do zlodowacenia odry, warty i wisły, a osady wcześniejszych zlodowaceń uległy redukcji.
Przedstawiony schemat zmienności profilu stratygraficz-nego plejstocenu sprawdza się dla większości analizowanych układów elementów strukturalnych typu synklina-antykli-na-synklina. Sprawdza się on też w wielu miejscach dla układów typu synklina-antyklina-strefa dyslokacyjna. Jako
ilustracja niech posłużą tu przekroje przecinające pokrywę
kenozoiczną czterech przykładowych układów elementów
strukturalnych (ryc. 4-7).
Pierwszy taki układ tworzą: strefa dyslokacyjna
Pyrzy-ce-Krzyż-antyklina Chabowa-synklina lny (ryc. 5). W osadach plejstoceńskich, wypełniających depresje podłoża
czwartorzędu, powstałe nad synkliną lny i strefą
dysloka-cyjną Pyrzyce-Krzyż, występuje 7-8 poziomów glin
zwałowych. Gliny te można przyporządkować
zlodowace-niom nidy, sanu, odry, warty i wisły. Wniosek ten bazuje na profilach otworów kartograficznych Grzędzice, Słotnica, Krzemlin, Pyrzyce (Ruszała, 1988, 1996, 1998) i ich bada-niach lito stratygraficznych (Choma-Moryl i in., 1989;
Masłowska & Michałowska, 1993). Natomiast na szczycie
elewacji podłoża czwartorzędu utworzonej nad strukturą
solną Chabowa, pokrywa plejstoceńska jest silnie
zreduko-wana. Miejscami budują ją tylko gliny zwałowe i osady
lirnnoglacjalne zlodowacenia wisły. Równie wyraźnąreduk
S
N/SSW NNE/SSE NNWKRZEMLIN NOWIELIN PYRZYCE BRZEZIN WIERZBNO KOSZEWO STARGARD SZCZECIŃSKI GRZĘDZICE
m n.p.m. I MAKROSTRUKTURA GLACITEKTONICZNA WZGÓRZ BUKOWYCH m n.p.m. 120 Słotnica PIG strefa dyslokacyjna Pyrzyce -Krzyż
antyklina Chabowa (struktura solna) synklina lny
O LI _ _ _ __ _ _ __ _ _ _ _ _ _ _ 10km
~I
Ryc. 5. Przekrój geologiczny przez pokrywę kenozoiczną nad układem elementów strukturalnych: strefa dyslokacyjna Pyrzyce-Krzyż
-antyklina (struktura solna) Chabowa -synklina lny. Objaśnienia jak ryc. 4
Fig. 5. Geological cross-section cutting Ceinozoic cover over configuration of structural elements: Pyrzyce-Krzyż dislocation zone
-Chabowo anticline (salt structure)-lna syncline. Explanations as in Fig. 4
jedynie nad strukturą solną N owego Warpna i wschodnią czę
ścią struktmy Szczecina. Wierzchołki powstałych nad nimi
ele-wacji powierzchni podczwartorzędowej miej scami są przykryte
tylko piaszczysto-żwirowymi utworami odrzańskiej równiny
rzeczno-rozlewiskowej. Osady te pochodzą ze schyłku
ostatnie-go zlodowacenia (Matkowska & Mojski, 1975).
N a drugi przykładowy układ elementów strukturalnych
składają się: brachysynklina Gunicy-kopuła
Krakówka-brachysynklina Stepnicy (ryc. 4). Sekwencja utworów
plej-stoceńskich, spoczywających w obniżeniach powierzchni
podczwartorzędowej , powstałych nad brachysynklinami
Gunicy i Stepnicy, zawiera 5-7 poziomów glin zwałowych.
Opierając konstrukcje przekroju na profilu otworu
kartogra-ficznego Trzebież (Dobracka, 1982) i jego badaniach
lito-stratygraficznych (Kucharewicz, 1981) można przyporządko
wać te poziomy glin zlodowaceniom sanu, odry, warty i
wisły. Redukcja profilu stratygraficznego pokrywy
plejsto-ceńskiej nad kopułą (strukturą solną) Krakówka wyraża się
brakiem osadów zlodowaceń sanu i odry. Wniosek ten
wyni-ka z profili otworów wyni-kartograficznych Bolesławice i Święte
(Piotrowski, 1982) i ich badań lito stratygraficznych
(Kucharewicz, 1981).
W trzecim modelowym układzie elementów
struktural-nych występują: synklina Iny-brachyantyklina
Gryfina-strefa dyslokacyjna dolnej Odry (ryc. 7). Nad wypiętrzo
nym grzbietem brachyantykliny Gryfina profil
stratygra-ficzny plejstocenu zaczynając się od osadów zlodowacenia
odry zawiera jeszcze osady zlodowaceń warty i wisły. Jest
więc on zredukowany o osady dwóch stadiałów
zlodowa-cenia sanu stwierdzone w profilu osadów plejstoceńskich
wypełniających depresje podłoża czwartorzędu leżące nad
synkliną lny i strefą dyslokacyjną dolnej Odry.
Przema-wiają za tym profile otworów kartograficznych
Warzymi-ce, Smolęcin (Piotrowski, 1981), Pargowo (Dobracki,
1980), Chwarstnica (Kurzawa, 1993) oraz ich badania lito-stratygraficzne (Niewiarowski, 1979; Czerwonka, 1979;
Choma-Moryl i in., 1989).
Wyraźna redukcja pokrywy plejstoceńskiej nad
anty-kliną Maszewa-Marianowa, zaznacza się w relacji z
profi-lem osadów wypełniających obniżenia powierzchni
podczwartorzędowej wytworzone nad synklinami lny i
Okry (ryc. 6). Widoczna na przekroju, w synklinie Okry,
sekwencja plejstoceńska rozpoczynająca się od osadów
zlodowacenia sanu, odnotowana została w profilu otworu
kartograficznego Dobropole (Masłowska & Michałowska,
1997), na obszarze opracowywanego przez autora arkusza
Dobra SMGP 1 : 50000.
Kilkadziesiąt podobnych przykładów jest opisanych
we wspomnianych wcześniej opracowaniach
archiwal-nych (Kurzawa, 1995,1998a).
W przedstawiony schemat nie wpisuje się budowa
pokrywy plejstoceńskiej struktury solnej Bania. W profilu
odwierconego nad nią otworu kartograficznego Baniewice
występuje siedem warstw glin zwałowych (Kurzawa,
1998c). Najniższą z nich uznano za osad zlodowacenia
sanu (Masłowska & Michałowska, 1995). Na
analizowa-nym obszarze jest to jedyny przypadek, w którym badania
litostratygraficzne wykazały obecność tak bogatego
profi-lu plejstocenu nad szczytem elewacji podłoża czwartorzę
du, powstałej nad strukturą solną.
Dane o pokrywie czwartorzędowej struktur salinarnych
Zielonczyna, Drawna, Nowogardu i Ostrzycy pochodzą z
sw
Przegląd Geologiczny, vol. 47, nr 5, 1999
KRZYWIEC
BOBROWNICKA MAKROSTRUKTURA GLACITEKTONICZNA
NE
KLĘPINO GRABOWO STARA DĄBROWA ROSOWO
m n.p.m. 80 dolina lny 60 Stargard IG-l 40 B2 B3
AlhlJlJJJllWi~fm~~~~mftm~~~~~60
000 40 vv,~~r20 .0~~~~~~~~qQC+ll,~~8:~~t1lt~f{~n:~
-20 fc--'''-t-c-,-..._IT_1"tJ -40 '\...-O-'~_'_'./o -60-rn __ ~ -80 -100 -120 -140 -160 -180 / ' -200...-
/ , / -220 . / -240 -240 -260 -260 -280 --280 -300 -320 -320 -340 -340 -360 -360 -380 -380 J--.'--S-4L44.Lm---->- -synklina lny 2917m 2100m 670m antyklina Maszewa-Marianowa (struktura solna) synklina Okry o LI _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ ~I 10kmRyc. 6. Przekrój geologiczny przez pokrywę kenozoiczną nad układem elementów strukturalnych: synklina lny-antyklina (struktura solna) Maszewa-Marianowa-synklina Okry. Objaśnienia jak ryc. 4
Fig. 6. Geological cross-section cutting Cenozoic cover over configuration ofstructural elements: lna syncline- Maszewo-Mariano-wo anticline (salt structure)-Okra syncline. Explanations as in Fig. 4
Niski uzysk rdzenia i mała precyzja jego opisów wykluczają
analizę budowy kompleksu plejstoceńskiego.
Zróżnicowanie wykształcenia facjalnego osadów plejstocenu
Innym zaobserwowanym zjawiskiem jest lokalne
dosto-sowanie się zmienności facjalnej osadów kolejnych
zlodowa-ceń do poszczególnych układów typu synklina-antyklina.
Dostosowanie to polega na powtarzającym się w czasie
kolej-nych zlodowaceń, lokowaniu osadów złożonych w wodzie, w
obszarach nad depresjami podłoża czwartorzędu, powstałymi
nad formami synklinalnymi.
Serie osadów wodnolodowcowych, zastoiskowych,
jeziorzyskowych, osiągają maksymalną miąższość nad
grzbietami elewacji podłoża występującymi nad
struktura-mi salinarnystruktura-mi. Ponad tystruktura-mi elewacjastruktura-mi podłoża
czwarto-rzędu w budowie pokrywy plejstoceńskiej zwykle (choć
nie zawsze) dominują gliny zwałowe. Przewaga glin
zwałowych w profilu plejstocenu zaznacza się w obszarach
nad najwyższymi partiami elewacji podłoża czwartorzędu powstałymi nad 15 strukturami solnymi.
Analogiczne zróżnicowanie facji plejstocenu występu
je w wielu przypadkach między obszarami nad strukturami
solnymi i obszarami nad odcinkami analizowanych głównych
stref dyslokacyjnych.
Przewagę osadów akumulacji wodnej widać w profilu
plejstocenu w środkowych partiach depresji podłoża
czwartorzędu, powstałych nad zachodnią i środkową czę ścią synkliny lny oraz nad głównymi dyslokacjami (ryc.
5-7). Osiągające tam maksymalną miąższość serie
piasz-czysto-żwirowe, mułkowo-piaszczyste, mułkowo-ilaste, reprezentujące kolejne zlodowacenia wyklinowują się ku
elewacjom podłoża czwartorzędu powstałym nad
struktu-rami solnymi. Chodzi tu o struktury: Gryfina (ryc. 7),
Cha-bowa (ryc. 5) i Maszewa-Marianowa (ryc. 6). Zjawisko
redukcji grubości i zaniku tych osadów nad wymienionymi
strukturami solnymi zaznacza się dla co najmniej 5-6
odrębnych etapów sedymentacji. Jednocześnie w środku
tych depresji podłoża czwartorzędu udział glin zwałowych
S/NW
s
N
WARZYMICE KOLBASKOWO PARGOWO GRYFINO WIRÓW
SE/N BORZYM m n.p.m. Smolęcin PIG m n.p.m. 80 Warzymice PIG
®
80 ~®
~4°1l~_al40
~ ~ -20 -20 -40 o--..-cr""'--40 -60 -60 -80 -80 ~OO ~OO -120 -120 ~~ ~~ ~~ ~~ ~W ~W -200 j-~~-'-:-r-~-Ji""'! -200 -220 brachyantyklina Gryfina -220 -240 (struktura solna) -240 .l...---,.-'3~Om" -260 O 10km __ ~_ -260 ,-' - - - ' , -280Ryc. 7. Przekrój geologiczny przez pokrywę kenozoiczną nad układem elementów strukturalnych: synklina lny-brachyantyklina (struktura solna) Gryfina-strefa dyslokacyjna dolnej Odry. Na odcinku przekroju pomiędzy otworami Warzymice i Pargowo wyko-rzystano interpretację budowy pokrywy plejstoceńskiej z prac Piotrowskiego (1981) iDobrackiego (1980). Objaśnienia jak ryc. 4 Fig. 7. Geological cross-section cutting Cenozoic cover over configuration of structura1 elements: lna syncline-Gryfina bra-chy-anticline (salt structure)-lower Odra dislocation zone.!n section between drillings Warzymice and Pargowo was used an interpretation ofPleistocene cover construction according to Piotrowski (1980) and Dobracki (1980). Explanations as in Fig. 4
poszczególnych poziomów glin wyraźnie zredukowana.
Miejscami warstwy glin zwałowych ulegają niemal
zupełnemu zanikowi.
Dominację osadów wodno lodowcowych i
zastoisko-wych w pokrywie plejstoceńskiej widać w niektórych
miejscach nad grzbietami 4 struktur solnych: Krakówka
(ryc. 4), Nowego Warpna, Szczecina i Pławna. Z reguły są
to miejsca wyraźnej redukcji tej pokrywy spowodowanej
oddziaływaniem procesów egzaracyjnych oraz erozją wód
subglacjalnych i proglacjalnych na grzbietach struktur sali-narnych.
Na przykład w głębokiej na ponad 100 m rynnie
sub-glacjalnej, mieszczącej w sobie dolinę Odry, w Gryfinie,
margle kredy budujące grzbiet brachyantykliny Gryfina są
wyścielone pokrywą plejstoceńską złożoną tylko z
piasz-czysto-żwirowego wypełnienia rynny (ryc. 7).
Analogicz-ne kopalAnalogicz-ne formy subglacjalAnalogicz-ne znajdują się ponad
grzbietami innych struktur solnych, Pełczyc, Recza.
Dotychczasowe rozważania dotyczyły wnętrza
komplek-su plejstoceńskiego. Znacznie trudniej odnaleźć związki
zmienności facjalnej występujących na powierzchni terenu
osadów schyłku plejstocenu z układem elementów
struktural-nych. Sąjednak miejsca, w których opisane ze środka
kom-pleksu przykłady dostosowania zmienności facji do budowy
tektonicznej, powtarzają się także w najmłodszych osadach
plejstocenu.
Chodzi tu o zasięgi płatów sandrowych maksymalnego
zasięgu fazy pomorskiej oraz subfazy chojeńskiej stadiału
górnego zlodowacenia wisły. Rozprzestrzenienie tych
płatów sandrowych nawiązuje miejscami do systemu
depresji podłoża czwartorzędu leżących nad formami
syn-klinalnymi (Kurzawa, 1995, 1998a).
Czytelność przedstawionych schematów zróżnicowania
miąższości, profilu stratygraficznego, wykształcenia
facjal-nego plejstocenu i ukształtowania jego podłoża nad
poszczególnymi elementami strukturalnymi miejscami
zatarły procesy glacitektoniczne. Uwaga ta odnosi się
szcze-gólnie do obszarów występowania rozległych stref zaburzeń
osadów kenozoicznych nazwanych tu makrostrukturami glacitektonicznymi. Z przeprowadzonych prowizorycznych
obliczeń (Kurzawa, 1995, 1998a) wynika, że intensywne
glacitektoniczne zaburzenia budowy kenozoiku występują
na około 15-17% powierzchni rozpatrywanego terenu.
Ze względu na zbyt duże rozmiary elementów
struktu-ralnych, omówioną zmienność pokrywy plejstoceńskiej
rzadko widać w skali jednego arkusza SMGP 1 : 50000.
Niezbędne jest rozpatrywanie obszarów co najmniej 3 lub 4
arkuszy obejmujących odpowiedni fragment budowy
tekto-nicznej. Sytuację takąilustrqje ryc. 7. Przedstawiony na niej
przekrój biegnie przez obszary 4 arkuszy SMGP l : 50 000,
Dołuje (Piotrowski, 1981), Gryfino (Dobracki, 1980),
Żelisławiec (Kurzawa, 1993), Banie (Kurzawa, 1998c).
Przyczyny zróżnicowania pokrywy plejstoceńskiej
Autor sądzi, że przedstawione przykłady związków
przestrzennego zróżnicowania miąższości, facji, profilu
stratygraficznego osadów plejstoceńskich z układem
struk-tur solnych powstały wskutek mobilności tych struktur.
Redukcję miąższości i profilu stratygraficznego pokrywy
osadów wskutek ruchów wznoszących struktury solne wzglę dem synklin. Podobną opinię wyrażali już Schoeneich (1962a), Kopczyńska-Lamparska (1979), Dobracki (1980,1982), Pio-trowski (1981, 1991), Kurzawa (1991a, b; 1993, 1998b), a w odniesieniu do innych obszarów Polski, Znosko (1969), Lisz-kowski & Wójcik (1969), Baraniecka (1975, 1980). Wypię
trzanie obszarów nad grzbietami struktur solnych, jak można przypuszczać, prowadziło do wyeksponowania ich na wzmożone oddziaływanie czynników niszczących pokrywę plejstoceńską. Mowa tu przede wszystkim o procesach egza-racyjnych oraz o denudacji.
Zniszczenie osadów zlodowacenia narwi i sposób ich zachowania tylko w naj głębszych partiach "synklinalnych" depresji podłoża pod przykryciem osadów zlodowaceń południowopolskich, przemawia za tym że, intensywne ruchy pionowe zachodziły w interglacjale podlaskim. Znisz-czenie osadów zlodowaceń południowopolskich nad grzbie-tami struktur solnych, wskazuje na okres interglacjału wielkiego jako na ważny etap ruchów wnoszenia się tych struktur. Intensywne ruchy pionowe analizowanych form tektoniki salinarnej trwały więc w okresach plejstocenu odpowiadającym wydzielonym przez Baraniecką (1975a, 1983) na obszarze środkowej Polski, tektonicznym fazom kujawskiej i mazowieckiej.
Wznoszenie obszarów nad strefami akumulacji soli i obniżanie obszarów nad strefami wyciskania soli mogło, w czasie okresów interglacjalnych, prowadzić do powsta-wania i odnawiania systemu deniwelacji terenu. Zespoły obniżeń były wykorzystywane potem przez przepływy wód wypływających z transgredujących lodowców. Wody niosły osady, które składane były w obrębie tych obniżeń. Na przedstawionych przykładach (ryc. 5-7) elewacje podłoża czwartorzędu powstałe nad strukturami solnymi i złożone na nich poziomy glin, wyznaczają zasięg rozprzestrzenienia lub strefy redukcji miąższości osadów złożonych w wodzie.
Zjawisko to powtarza się w odniesieniu do kolejnych, miej-scami nawet 6-8 poziomów osadów wodnolodowcowych, zastoiskowych, zanikających lub ulegających redukcji miąższości nad grzbietami struktur solnych. Świadczyć to może o tworzeniu nad grzbietami analizowanych struktur rozległych wysp, barier lub elewacji dna w obrębie basenów sedymentacyjnych, w których były deponowane te osady. Owe baseny sedymentacyjne powstawały w obniżeniach powierzchni terenu zbieżnych z depresjami podłoża czwar-torzędu, wytworzonych nad formami synklinalnymi i odcin-kami dyslokacji. Tam właśnie serie osadów akumulacji wodnej są najpełniej rozwinięte. Na uformowanych nad strukturami solnymi elewacjach dna tych basenów, akumu-lowane w nich osady mają mniejszą miąższość, a na wynu-rzonych obszarach wysp i barier wcale nie powstały. Prawie takie samo rozmieszczenie omawianych basenów sedymen-tacyjnych oraz występujących w ich obrębie elewacji dna, wysp i barier, powtarza się w kolejnych etapach sedymenta-cji. Może to wskazywać na odnawianie się systemu depre-sji i elewacji powierzchni terenu odwzorowujących system depresji i elewacji podłoża czwartorzędu związanych z mobilnymi elementami strukturalnymi.
Należy także uwzględnić rolę przepływu wód jako czynnika erozyjnego. Wykorzystujące system tektonicznie generowanych obniżeń terenu, wody proglacjalne oraz wody rzek interglacjalnych niszczyły i usuwały osady podłoża, po którym płynęły, zastępując je niesionymi przez siebie osadami. Tak można by wytłumaczyć sytuacje, w
któ-Przegląd Geologiczny, vol. 47, nr 5, 1999 rych dominujące w pokrywie plejstoceńskiej nad grzbietami struktur solnych gliny zwałowe ulegają redukcji miąższości lub zanikowi nad formami synklinalnymi.
O omijaniu przez osady akumulacji wodnej stref osio-wych wysadów solnych i dominacji nad nimi glin zwałowych pisała już Baraniecka (1975a), uznając to za rezultat ruchów wypiętrzających na osiach struktur sol-nych w środkowej Polsce.
Powtarzalność powstawania w tych samych miejscach różnowiekowych plejstoceńskich serii akumulacji wodnej zaznacza się często także w tej części Niżu Polskiego, w której struktury solne nie występują lub są słabo rozwinię
te. Baraniecka (1975a) wiąże to zjawisko z zapadliskami tektonicznymi. Marks (1988) pisząc o obszarze zachodniej Warmii i Mazur interpretuje zjawisko powtarzalności występowania osadów zastoiskowych również jako prze-jaw aktywności tektonicznej.
Zależności wykształcenia facjalnego od elementów strukturalnych rozwijały się raczej w osadach powstających podczas transgresji lądolodu następujących po odpowiednio długotrwałych interglacjałach. Przema-wia za tym bardzo nikły związek rozkładu facji osadów recesyjnych fazy pomorskiej stadiału górnego (głównego) zlodowacenia wisły z budową strukturalną. Zapewne decy-dował o tym czynnik czasu niezbędnego do wytworzenia, czy odnowienia systemu deniwelacji terenu związanych z aktyw-nością elementów strukturalnych. Można spekulować na temat, czy na powstanie takiego zróżnicowania rzeźby przed-pola transgredujących lądolodów było wystarczająco dużo czasu w okresach interglacjalnych trwających dziesiątki tysięcy lat. Trudno natomiast sobie wyobrazić, że w podobnie wyraŻlly sposób mobilność elementów strukturalnych zdołała zmodyfIkować ukształtowanie przedpola lądolodu w trakcie jego zaniku.
Wnioski
Przestrzenne zróżnicowanie miąższości, wykształcenia facjalnego, profIlu stratygrafIcznego i ukształtowanie podłoża kompleksu plejstoceńskiego, wykazują związki z układem analizowanych form fałdowych tektoniki salinamej.
Zróżnicowanie pokrywy plejstoceńskiej zaznacza się między obszarami struktur solnych (strefami spęcznień cechsztyńskich soli) i obszarami synklinalnymi (strefami wyciskania soli) wykazującymi w mezozoiku i trzeciorzę
dzie tendencje do wzajemnych ruchów pionowych. Nad strukturami solnymi występują wyniesienia podłoża czwartorzędu, a pokrywa plejstoceńska ma zredu
-kowaną miąższość i profil stratygrafIczny w porównaniu z obszarami nad formami synklinalnymi. Takie zróżnicowa nie budowy pokrywy plejstoceńskiej autor przyjął za przesłankę trwania w plejstocenie ruchów pionowych form fałdowych tektoniki salinarnej i kontynuacji migracji mas solnych.
Plejstoceńskie ruchy pionowe analizowanych form tekto-niki solnej osiągały największe nasilenie w czasie intergla-cjałów podlaskiego i mazowieckiego. Okresy trwania tych ruchów odpowiadają tektonicznym fazom kujawskiej i mazo-wieckiej, wydzielonym przez Baraniecką (1971a, 1983) na obszarze środkowej Polski.
Ruchy pionowe elementów strukturalnych miejscami modyfIkowały kształty środowiska sedymentacji, determi-nujące w znacznym stopniu przebieg procesów transportu,
depozycji i erozji osadów. Mobilność elementów struktu-ralnych mogła więc lokalnie wywierać pośredni wpływ na rozwój kompleksu osadów plejstocenu.
Komputerową obróbkę rycin na zlecenie PIG wykonał mgr Radosław Pawlik.
Literatura
BARANIECKA M.D. 1975a - Młodoczwartorzędowe ruchy
wynoszące wypiętrzeń strukturalnych na Mazowszu. Symp. Współcze
sne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce. Warszawa: 185-195.
BARANIECKA M.D. 1975b - Zaleźności wykształcenia osadów
czwartorzędowych od struktur i dynamiki podłoża w środkowej części
Niżu Polskiego. Biul. Inst. Geol., 288: 5-97.
BARANIECKA M.D. 1980 - Geneza elementów wklęsłych
powierzchni podłoźa czwartorzędu na obszarze wału kujawskiego i niecki warszawskiej. Biul. Inst. Geol., 322: 31- 64.
BARANIECKA M.D. 1983 - Fazy małopolska, kujawska i mazo-wieckajako fazy tektoniczne w czwartorzędzie Polski. Mat.' III Krajo-wego Symp. Współczesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce. Ossolineum, Wrocław: 183-193.
CHOMA-MORYL K., CZERWONKA J., KRZYSZKOWSKI D. &
MORYL J. 1989 - Geneza i stratygrafia utworów kenozoicznych dla arkuszy SMGP w skali l : 50000, ark. Stare Czarnowo i Żelisławiec.
Arch. Państw. Inst. Geol., Szczecin, 01028.
CZERWONKA J. 1979 - Badania litostratygraficzne osadów kenoz o-icznych.SMGP 1 : 50 000, ark. Gryfino. Arch. Państw. Inst. Geol.,
Szczecin., DI029.
DADLEZ R. 1979 - Tektonika kompleksu cechsztyńsko-mezozoicz
nego. [W]: Budowa geologiczna niecki szczecińskiej i bloku Gorzowa. Pr. Inst. Geol., 96: 108 -121.
DOBRACKA E. 1982 - Objaśnienia do SMGP l : 50 000, ark.
Tano-wo. Państw. Inst. Geol.
DOBRACKI R. 1980 - Objaśnienia do SMGP 1 : 50000, ark.
Gryfi-no. Państw. Inst. Geol.
DOBRACKI R. 1982 - Objaśnienia do SMGP l : 50 000, ark.
Szcze-cin. Państw. Inst. Geol.
KOPCZYŃSKA-LAMPARSKA K. 1979 - Najstarsze zlodowacenie,
geneza podłoża czwartorzędu i wiek wzgórz Warszewskich na tle budowy geologicznej Szczecina. Biul. Geol. Wydz. Geol. UW, 23:
41-55.
KOWALSKA A. 1960 - Paleogeomorfologia powierzchni
podplejsto-ceńskiej niżowej części dorzecza Odry. Pr. Geogr. PAN, 21: 1-75.
KUCHAREWICZ J. (red.) 1981- Geneza i stratygrafia osadów
występujących na obszarze SMGP w skali 1 : 50 000, ark. Police,
Tanowo, Szczecin. Arch. Państw. Inst. Geol., Szczecin.
KURZAWA M. 1991a - Tektonika i uksztahowanie powierzchni
podłoża czwartorzędu na obszarze arkusza Żelisławiec SMGP 1 : 50 000. Kwart. Geol., 35: 289-290.
KURZAWA M. 1991b - Rozwój budowy geologicznej obszaru arku-sza Żelisławiec SMGP 1 : 50000 (kenozoik). Kwart. Geol., 35: 290- 291.
KURZAWA M. 1993 - Objaśnienia do SMGP 1 : 50000, ark.
Żelisławiec. Państw. Inst. Geol.
KURZAWA M. 1994 - Wpływ tektoniki salinarnej na rozwój facjalny plejstocenu na obszarze niecki szczecińskiej i bloku Gorzowa. CAG,
491/94.
KURZAWA M. 1996 - Analiza neotektonicznej i współczesnej
aktywności stref dyslokacyjnych kompleksu permomezozoicznego w
północnozachodniej Polsce. CAG, 3549/96. ,
KURZAWA M. 1998a - Zapis ruchów neotektonicznych w osadach plejstocenu w północno-zachodniej Polsce. CAG.
KURZAWA M. 1998b - O przesłankach czwartorzędowej mobilności
wybranych form tektoniki salinarnej północno-zachodniej Polski. [W]: Zuchiewicz W. (red.) Mat. III Ogólnopolskiej Konf. Neotektonika Pol-ski: teraźniejszość i przyszłość. Komisja Badań Czwartorzędu PAN, Kraków, streszczenie referatu: 39-40.
KURZAWA M. 1998c - Objaśnienia do SMGP 1 : 50000, ark. Banie (305). CAG.
KURZAWA M. & SCIEWE M. 1998 - Digital map s of structural sur
-faces and thickness of Cainozoic complex. Mat. konferencyjne. INQUA Commission on Glaciation,Work gro up geospatial analysis of glacial environments. Conference in Warsaw, September 26-27. LISZKOWSKI J. & WÓJCIK G. 1969 - Anormalna miąższość
utwo-rów czwartorzędowych w okolicy Łęczycy i ich geneza. Prz. Geol., 17,
494-496.
MARKIEWICZ A. & PIOTROWSKI A. 1998 - Wpływ tektoniki soli
cechsztyńskich na współczesną morfologię środkowego i dolnego
nad-odrza. [W]: Zuchiewicz W. (red.), Mat. ITI Ogólnopolskiej Konf. Neotektonika Polski: teraźniejszość i przyszłość. Komisja Badań
Czwartorzędu PAN, Kraków: 50-53.
MARKS L. 1988 - Relations of substrate to the Quternary paleorelief and sediments, western Mazury and Warmia (Northern Poland). Zesz. Nauk. AGH, 1165, Geol. Kwart., 14: 1-76.
MASŁOWSKA M. & MICHAŁOWSKA M. 1993 - Badania
litolo-giczno-petrograficzne osadów czwartorzędowych. Ark. Pyrzyce, SMGP w skali l: 50 000. CAG, 1623/95.
MASŁOWSKA M. & MICHAŁOWSKA M. 1995 - Badania
litolo-giczno-petrograficzne osadów czwartorzędowych. Ark. Banie, SMGP w skali 1 : 50000. CAG, 2104/95.
MASŁOWSKA M. & MICHAŁOWSKA M. 1997 - Badania
litolo-giczno-petrograficzne osadów czwartorzędowych. Ark. Dobra, SMGP w skali l : 50000. Arch. Państw. Inst. Geol., Szczecin, D 1027. MATKOWSKA Z. & MOJSKI J. 1975 - Budowa geologiczna
górno-plejstoceńskich osadów Niziny Szczecińskiej. Kwart. Geol., 19:
679- 689.
NIEWIAROWSKI W. (red.) 1979 - Badania litologiczno-stratygraficzne osadów czwartorzędowych dla tematu SMGP 1 : 50 000, ark. Dołuje. Arch.
Państw. Inst. Geol., Szczecin, D 1029.
NIEWIAROWSKI W. 1983 - Postglacjalne ruchy skorupy ziemskiej na Pojezierzu kujawskim w świetle badań geomorfologicznych. Prz. Geograf., 55: 1-31.
PETECKI Z. & JÓŹWIAK W. 1991 a - Mapy geofizyczne elementów strukturalnych permomezozoiku z rejonu niecki szczecińsko-mogile
ńsko-łódzkiej i warszawskiej. Ark. Pyrzyce. CAG, 164/92.
PETECKI Z. & JÓŹWIAK W. 1991 b - Mapy geofizyczne elementów strukturalnych permomezozoiku z rejonu niecki szczecińsko-mogile
ńsko-łódzkiej i warszawskiej. Ark. Gorzów Wielkopolski. CAG,
161/92.
PIOTROWSKI A. 1982 - SMGP 1 : 50000, ark. Police. Wyd. Geol. PIOTROWSKI A. 1981 - SMGP 1 : 50000, ark. Dołuje. Wyd. Geol. PIOTROWSKI A. 1991 - The influence of sub-Quaternary basement on the development ofLower Odra Valley in Pleistocene and Holoce-ne. Kwart. Geol., 35: 221-234.
PIOTROWSKI A. 1996 - Wpływ tektoniki solnej na rozwój budowy tektonicznej doliny dolnej Odry. CAG, 1190/96.
PIOTROWSKI A. 1998 - Wpływ zróżnicowanego naprężenia strefy
krawędziowej lądolodu na migrację soli.[W:] Zuchiewicz W. (red.),
Mat. III Ogólnopolskiej Konf. Neotektonika Polski: teraźniejszość i
przyszłość. Komisja Badań Czwartorzędu PAN, Kraków: 54.
POBORSKI J. 1951- O wstępnych badaniach struktury solnej pod
Łęczycą. Biul. Inst. Geol., 105: 161-176.
RUSZAŁA M. 1988 - Objaśnienia do SMGP 1 : 50000, ark.
Wielgo-wo. Inst. Geol.
RUSZAŁA M. 1996 - Objaśnienia do SMGP 1 : 50000, ark. Stare
Czarnowo. Państw. Inst. Geol.
RUSZAŁAM. 1998 - SMGP l: 50000, ark. Pyrzyce. Państw. Inst.
Geol.
SCHOENEICH K. 1962a - Źywe procesy tektoniczne w północno-za
chodniej Polsce. Szcz. Tow. Nauk., Wydz. Nauk Techn., 3: 1-96. SCHOENEICH K. 1962b - Rzeźba powierzchni podczwartorzędowej
w województwie szczecińskim. Prz. Geol., 10: 488-489.
WRONICZ S. 1988a - Mapa grawimetryczno-sejsmicznych elemen-tów strukturalnych kompleksu cechsztyńsko-mezozoicznego na
obsza-rze Wału pomorsko-kujawskiego i obszarów przyległych, ark.
Szczecin. CAG, N 3322/6 228.
WRONICZ S. 1988b - Mapa grawimetryczno-sejsmicznych elemen-tów strukturalnych kompleksu cechsztyńsko-mezozoicznego na
obsza-rze Wału pomorsko-kujawskiego i obszarów przyległych, ark.
Kołobrzeg i Świdwin. CAG, N 3322/6 228.
ZNOSKO J. 1969 - Geologia Kujaw i wschodniej Wielkopolski. Przew. 41 Zjazd Pol. Tow. Geol.: 5-48.